Η λεπτομερής μελέτη των ιζημάτων στα Διαπόντια νησιά, βόρεια της Κέρκυρας, παρείχε τις απαραίτητες πληροφορίες που οδήγησαν στον διαχωρισμό των περιβαλλόντων αλλά και των υποπεριβαλλόντων απόθεσης. Πρόκειται για ιζήματα που συνίστανται από αποθέσεις κατωφέρειας, καναλιών και ολισθοστρώματα. Η μελέτη των ασβεστιτικών απολιθωμάτων έδειξε ότι η ιζηματογένεση στην περιοχή μελέτης ξεκίνησε στο ανώτερο Ολιγόκαινο και ολοκληρώθηκε στο κατώτερο Μειόκαινο (NP23-NN9). Το νεότερο δείγμα της περιοχής εντοπίστηκε στο Μαθράκι, κοντά στην Ιόνιο επώθηση (ανώτερο Μειόκαινο, NN8-9) ενώ το παλαιότερο στην Ερείκουσσα (ανώτερο Ολιγόκαινο, NP23). Στην Ερείκουσσα παρατηρείται πως τα παλαιότερα ιζήματα είναι τα κατώτερα τμήματα των αποθέσεων κατωφέρειας της ακολουθίας τοιχώματος της τομής C (έως ανώτερο Ολιγόκαινο), ενώ τα νεότερα ιζήματα είναι αποθέσεις κατωφέρειας στα δυτικά της νήσου (Κατώτερο Μειόκαινο). Στους Οθωνούς οι αποθέσεις κατωφέρειας είναι παλαιότερες (έως Κατώτατο Μειόκαινο) από τις αποθέσεις καναλιών (Κατώτερο Μειόκαινο), παρά το γεγονός ότι ένα δείγμα από τις αποθέσεις κατωφέρειας στους Οθωνούς αποτέθηκε στο Κατώτερο Μειόκαινο. Αυτό μας οδηγεί στο συμπέρασμα πως οι αποθέσεις κατωφέρειας στη λεκάνη των Διαπόντιων νησιών δεν αποτέθηκαν χρονικά την ίδια περίοδο. Στους Οθωνούς οι αποθέσεις κατωφέρειας παρουσιάζονται χρονικά παλαιότερες αυτές της Ερείκουσσας, παρά το γεγονός ότι και εκεί καταγράφηκαν μικρού πάχους αποθέσεις κατωφέρειας με ηλικίες έως ανώτερο Ολιγόκαινο. Οι αποθέσεις καναλιών σε Ερείκουσσα και Οθωνούς είναι οι νεότερες αποθέσεις. Στο Μαθράκι, τα δείγματα που πάρθηκαν από αδιατάραχτες αλλά και παραμορφωμένες αποθέσεις δείχνουν ηλικίες νεότερες από την Ερείκουσσα και τους Οθωνούς, ενώ ένα δείγμα που πάρθηκε ακριβώς από την επαφή Τριαδικών Εβαποριτών με αποθέσεις υποθαλάσσιων ριπιδίων, δείχνει ηλικία ανώτερου Ολιγόκαινου. Η ηλικία των σχηματισμών της περιοχής μελέτης, δείχνει ότι είναι νεότερες από τις αποθέσεις της μεσαίας και εσωτερικής Ιονίου ζώνης (Avramidis, 1999; Avramidis and Zelilidis 2001), οδηγώντας μας στο συμπέρασμα ότι η μεσαία Ιόνιος επώθηση επηρέασε την διαδικασία απόθεσης στην περιοχή, καθώς τροφοδότησε με ιζήματα την λεκάνη των Διαπόντιων νησιών. Η παρουσία των οριζόντων ολισθοστρωμάτων στην Ερείκουσσα (ανώτερο Ολιγόκαινο-κατώτερο Μειόκαινο), καθώς και οι παραμορφωμένες αποθέσεις να υπόκεινται των Τριαδικών εβαπορίτων στο Μαθράκι, δείχνουν ότι η Ιόνιος επώθηση ξεκίνησε τη δράση της στο ανώτερο Ολιγόκαινο (σύμφωνα με την ηλικία του δείγματος που πάρθηκε από την επαφή στο Μαθράκι). Έτσι η περιοχή μελέτης μετατράπηκε από μία λεκάνη προχώρας (της μεσαίας Ιόνιας επώθησης) σε μία λεκάνη οπισθοχώρας, της Ιονίου επώθησης, και ενώ η τεκτονική επηρέαζε τις περιοχές δυτικά. Σύμφωνα με την κοκκομετρική ανάλυση σε δείγματα από τις αποθέσεις κατωφέρειας των Οθωνών και της Ερείκουσσας, κυριαρχεί η πολύ λεπτόκοκκη άμμος. Η ταξιθέτησή των δειγμάτων κυμαίνεται από πολύ καλή έως πολύ κακή, με τα περισσότερα δείγματα να έχουν μέτρια και κακή ταξιθέτηση (πολύ κακή 5, κακή 10, μέτρια 7, καλή 5 και πολύ καλή 3). Οι μέσες ταχύτητες ροής έχουν τιμές από 0,47 έως 9,04 cm/sec για το σύνολο των δειγμάτων. Αυτό δείχνει ότι οι ροές που απέθεσαν τα ιζήματα είχαν χαρακτήρα χαμηλής πυκνότητας, καθώς σύμφωνα με τους Nelson & Nielsen (1984) οι τουρβιδιτικές ροές χαμηλής πυκνότητας χαρακτηρίζονται από μέσες ταχύτητες ροής μικρότερες των 25 cm/sec. Επιπλέον παρατηρήθηκε αρνητική συσχέτιση ανάμεσα στο μέσο κοκκομετρικό μέγεθος και την ταξιθέτηση των δειγμάτων (Εικ. 3.4 Α). Επίσης παρατηρήθηκε πολύ καλή θετική συσχέτιση ανάμεσα στο μέσο μέγεθος και τη μέση ταχύτητα ροής, πράγμα που είναι αναμενόμενο, καθώς όσο πιο μικροί είναι οι κόκκοι, τόσο πιο μικρές είναι και οι ταχύτητες ροής τους. Η συσχέτιση αυτή δεν είναι τυπική συσχέτιση μέσου μεγέθους και τη μέσης ταχύτητας ροής για τουρβιδιτικό ρεύμα. Παρόλα αυτά τα υπόλοιπα στοιχεία συγκλίνουν προς την κατεύθυνση των τουρβιδιτικών ροών χαμηλής πυκνότητας. Στο διάγραμμα CM (Passega 1957; 1964) τα δείγματα φαίνεται να προβάλλονται στο πεδίο του διαβαθμισμένου αιωρήματος και του ομογενούς αιωρήματος, καθώς και κοντά σε αυτά τα πεδία. Συμπερασματικά, τα ιζήματα αποτέθηκαν σε περιοχή μακριά από την πηγή τροφοδοσίας. Η απόσταση από την πηγή ήταν τόσο μεγάλη που κατάφεραν να διαβαθμιστούν σύμφωνα με το κοκκομετρικό τους μέγεθος και τελικά να αποτεθούν. Με βάση την ηλικία των ιζημάτων στα οποία μετρήθηκαν τα παλαιορεύματα, και του παλαιορευματικού καθεστώτος προκύπτει ότι η κύρια παλαιορευματική διεύθυνση στο ανώτερο Ολιγόκαινο ήταν προς τα δυτικά ενώ τα παλαιορευματικά δεδομένα που καταγράφηκαν στην Ερείκουσσα και τους Οθωνούς, δείχνουν ότι κατά τη διάρκεια του κατώτερου Μειόκαινου, η παλαιορευματική διεύθυνση ήταν προς τα ανατολικά. Η απουσία παλαιορευματικών δεδομένων με αξονική διεύθυνση δείχνει πως οι παλαιορευματικές διευθύνσεις επηρεάστηκαν κυρίως από την δράση της Ιονίου επώθησης στα Δυτικά, και της Μεσαίας Ιονίου επώθησης στα Ανατολικά. Η παρουσία ρηγμάτων ΒΒΔ διεύθυνσης εντός της λεκάνης των Διαπόντιων νησιών, δεν επηρέασαν την κίνηση των ρευμάτων, και κατά συνέπεια τη φορά των παλαιορευματικών δεικτών της περιοχής, σε αντίθεση με τα οριζόντια ρήγματα Βόρεια και Νότια της περιοχής μελέτης, αλλά και τα μικρότερης κλίμακας οριζόντια ρήγματα στο εσωτερικό της λεκάνης. Το γεγονός ότι τα συστήματα υποθαλάσσιων ριπιδίων αλλά και οι αποθέσεις υφαλοκρηπίδας μπορεί να αποτελούν αξιόλογα ρεζερβουάρ τόσο αερίων όσο και υγρών υδρογονανθράκων οδήγησε στη διερεύνηση της δυνατότητας γένεσης και διατήρησης υδρογονανθράκων στα υπό μελέτη ιζήματα αλλά και στον προσδιορισμό του πορώδους και στην εκτίμηση της διαπερατότητάς τους. Τα αποτελέσματα της έρευνας δείχνουν ότι τα περιβάλλοντα και υποπεριβάλλοντα δομούνται από πετρώματα που βρίσκονται στο ανώριμο και υπέρ-ώριμο στάδιο θερμικής ωριμότητας εκτός από ελάχιστες εξαιρέσεις που προβάλλονται στο παράθυρο του πετρελαίου. Μπορούν να λειτουργήσουν ως δεύτερη πηγή, με φτωχή έως μέτρια δυνατότητα παραγωγής αερίων ή και υγρών υδρογονανθράκων, μιας και το οργανικό υλικό αποτελείται από τύπο κηρογόνου II, III και IV. Αν και οι δείκτες PI και Tmax, στους οποίους στηρίχθηκε η έρευνα για τον προσδιορισμό της θερμικής αγωγιμότητας είναι πρωτογενείς μετρήσεις και μερικώς εξαρτώνται από παράγοντες όπως το είδος του οργανικού υλικού, οι τιμές τους δηλώνουν ότι η πλειοψηφία τους βρίσκεται ανώριμο στάδιο, και ελάχιστα σε υπέρ-ώριμο στάδιο θερμικής ωριμότητας. Τα δείγματα τα οποία αντιπροσωπεύουν οξειδωμένα πετρώματα, συνοδεύονται από πολύ χαμηλές τιμές S2, γεγονός που καθιστά τα αποτελέσματα του προσδιορισμού της θερμικής ωριμότητας τους αναξιόπιστα. Οι τουρβιδίτες γενικώς δεν αποτελούν αξιόλογους ταμιευτήρες καθώς διαδικασίες όπως η διαγένεση και η αντικατάσταση τείνουν να μειώνουν το πρωτογενές τους πορώδες. Η έρευνα της πιθανής ύπαρξης αποθέσεων που μπορούν να αποτελέσουν ρεζερβουάρ αερίων υδρογονανθράκων στην περιοχή μελέτης αλλά και ο προσδιορισμός της ποιότητάς τους αποκαλύπτει έναν αριθμό δειγμάτων (6) με καλό πορώδες και (6) με μέτριες έως καλές τιμές εκτιμώμενης διαπερατότητας. Συμπερασματικά, οι αποθέσεις αυτές μπορούν να αποτελέσουν αξιόλογους ταμιευτήρες κυρίως αερίων υδρογονανθράκων. Ο προσδιορισμός των ιστολογικών παραμέτρων των πετρωμάτων που είναι δυνατόν να αποτελέσουν ρεζερβουάρ αερίων και υγρών υδρογονανθράκων είναι πολύ σημαντικός στον σχεδιασμό εργασιών όπως η κατασκευή γεωτρήσεων, ή παραγωγή των ρεζερβουάρ και ο έλεγχος των υδροδυναμικών συνθηκών (Bjorlykke and Hoeg, 1997). Ο προσδιορισμός των ιστολογικών παραμέτρων στα υπό μελέτη ιζήματα αποκάλυψε ότι πρόκειται για πολύ λεπτόκοκκους ψαμμίτες οι οποίοι προέρχονται από χαμηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα. Η ορυκτοχημική ανάλυση των ιζηματογενών πετρωμάτων είναι ένα πολύτιμο εργαλείο για τις μελέτες προέλευσης των ψαμμιτών, που περιέχουν ορυκτά ικανά να υποδείξουν περιοχές τροφοδοσίας. Οι κρύσταλλοι σπινέλλιου που αναλύθηκαν παρουσιάζουν παρόμοια σύσταση με κρυστάλλους που προέρχονται είτε από το οφιολιθικό σύμπλεγμα της Πίνδου, είτε από αυτό της Voskopoja στην Αλβανία (Hoek et al, 2002; Karipi et al, 2007). Στο διάγραμμα ταξινόμησης κατά HEY (1954) προέκυψε ότι οι περισσότεροι κρύσταλλοι χλωρίτη από την περιοχή μελέτης είναι πλούσιοι σε σίδηρο και πιθανόν προέρχονται από διαγενετικής προέλευσης υλικό (διακεκομμένη γραμμή). Οι υπόλοιποι κρύσταλλοι χλωρίτη προβάλλονται, 2 στο πεδίο του πυκνοχλωρίτη, ένας στο πεδίο του ριπιδόλιθου, ένας στο πεδίο του μπρουσβιγκίτη και ένας στο πεδίο του διαβαντίτη. Επιπλέον παρατηρούμε ότι ένας κρύσταλλος πυκνοχλωρίτη προέρχεται από βασαλτικής σύστασης πετρώματα του οφιολιθικού συμπλέγματος του Κόζιακα. Για τους μοσχοβίτες, η πηγή τροφοδοσίας φαίνεται να ήταν μία περιοχή με σχετικά υψηλής μεταμόρφωσης πετρώματα, μιας και το φεγγιτικό μόριο στους αναλυθέντες μοσχοβίτες ήταν αρκετά υψηλό. Σύμφωνα με τους P.Faulp, A.Pavvlopoulos και G.Migiros (1999, 2007), η μεσοελληνική αύλακα είχε τροφοδοσία σε ιζήματα από την Σερβομακεδονική μάζα στα δυτικά. Με δεδομένο ότι και η ζώνη της Πίνδου τροφοδότησε στην συνέχεια την Ιόνιο ζώνη, συμπεραίνουμε ότι η Πελαγονική και Σερβομακεδονική μάζα θεωρούνται πιθανές πηγές τροφοδοσίας σε μοσχοβίτες για την περιοχή μελέτης. Από την προβολή των αναλυθέντων κρυστάλλων τουρμαλίνη σε διαγράμματα Fe-Al-Mg και Fe-Mg-Ca (Henry & Guidotti, 1985) προέκυψε ότι σχεδόν οι μισοί κρύσταλλοι τουρμαλίνη προέρχονται από πλούσια σε Fe3+ πετρώματα χαλαζία-τουρμαλίνη, ενώ οι υπόλοιποι από γρανιτικά πετρώματα. Τα αποτελέσματα από την ανάλυση κρυστάλλων τουρμαλίνη από την περιοχή μελέτης, συγκρίθηκαν με αποτελέσματα από κρυστάλλους τουρμαλίνη του οφιολιθικού συμπλέγματος Βάβδου στη Χαλκιδική, και διαπιστώθηκε η ομοιότητα στη σύστασή τους. Σύμφωνα με τους P.Faulp, A.Pavvlopoulos και G.Migiros (1999, 2007), η μεσοελληνική αύλακα είχε τροφοδοσία σε ιζήματα από την Σερβομακεδονική μάζα στα δυτικά. Με δεδομένο ότι και η ζώνη της Πίνδου τροφοδότησε στην συνέχεια την Ιόνιο ζώνη, συμπεραίνουμε ότι η Πελαγονική και Σερβομακεδονική μάζα θεωρούνται πιθανές πηγές τροφοδοσίας σε τουρμαλίνες για την περιοχή μελέτης. Ορισμένοι από τους κρυστάλλους επίδοτου φαίνεται να συσχετίζονται με κρυστάλλους που έχουν μελετηθεί παλαιότερα από το μεταμορφικό πέλμα του Κόζιακα (Pomonis, 2003), αν και οι παλαιορευματικές διευθύνσεις που καταγράφηκαν στην περιοχή δεν δείχνουν τροφοδοσία από τα ΝΑ όπου και βρίσκεται το πέλμα αυτό. Οι υπόλοιποι, αν λάβουμε υπόψη μας τις παλαιορευματικές διευθύνσεις που επικρατούν στην περιοχή, πιθανών να έχουν προέλθει από οφιολιθικά συμπλέγματα ανατολικά της περιοχής μελέτης, δηλαδή είτε της Πίνδου στην Ελλάδα ή της Voskopoja στην Αλβανία (Πομώνης 2003). Κοινό χαρακτηριστικό για τη μεταφορά των κρυστάλλων στην περιοχή μελέτης, είναι τα μεγάλα οριζόντια ρήγματα στην ΒΔ. Ελλάδα (πχ. Καλπακίου και Αγίας Κυριακής), τα οποία λειτούργησαν ως δίαυλοι μεταφοράς ιζημάτων. Τα ρήγματα αυτά παρουσιάζονται ως ενεργά κατά τη διάρκεια της ιζηματογένεσης στην περιοχή μελέτης (Ανώτερο Ολιγόκαινο-Κατώτερο Μειόκαινο) σύμφωνα με τον Αβραμίδη, 1999. Η πετρογραφική ανάλυση των ψαμμιτικών πετρωμάτων της περιοχής μελέτης έδειξε ότι, κατατάσσονται σύμφωνα με το διάγραμμα Folk (1974) ως λιθικοί γραουβάκες (για δείγματα με >15% matrix), λιθαρενίτες, αστριούχοι λιθαρενίτες και υπό-λιθαρενίτες (για δείγματα με <15% matrix). Σύμφωνα με το διάγραμμα Q.F.L. κατά Dickinson et al. (1983) προβάλλονται στο πεδίο του ανακυκλωμένου ορογενούς. Προέρχονται από μία συνεισφορά μαγματικών, ιζηματογενών αλλά μεταμορφωμένων πετρωμάτων καθώς παρατηρήθηκαν στο μικροσκόπιο θραύσματα πετρωμάτων αντίστοιχης προέλευσης, καθώς και πολυκρυσταλλικοί χαλαζίες με πέντε ή περισσότερους κρυστάλλους με ευθεία ή ελαφρώς καμπυλωμένα ενδοκρυσταλλικά όρια (προέλευση από μαγματικά πετρώματα) όσο και από περισσότερους από πέντε επιμήκης κρυστάλλους με ακανόνιστα ή οδοντωτά ενδοκρυσταλλικά όρια (προέλευση από μεταμορφωμένα πετρώματα). Η πηγή τροφοδοσίας σε ιζηματογενή πετρώματα (κυρίως ασβεστόλιθους που τροφοδότησαν με ασβεστίτη τους ψαμμίτες της περιοχής οι οποίοι παρουσιάζουν ασβεστιτικής σύστασης συνδετικό υλικό) είναι περιοχές της Δυτικής Ελλάδας όπως φαίνεται και στην εικόνα 7.22. Η πηγή τροφοδοσίας σε θραύσματα μαγματικών πετρωμάτων (γρανίτες και συσσωματώματα πολυκρυσταλλικού χαλαζία) αλλά και μεταμορφωμένα ενδεχομένως να είναι η Πελαγονική ζώνη και η Σερβομακεδονική μάζα, ή/και τα οφιολιθικά συμπλέγματα της Πίνδου και της Voskopoja στην Αλβανία (Βόρεια Πίνδος) που περιλαμβάνουν ηφαιστειοιζηματογενείς σχηματισμούς του Κατώτερου-Μέσου Τριαδικού στη βάση τους (Migiros and Tselepides, 1990). Η ύπαρξη του σερπεντινίτη σε αρκετούς ψαμμίτες μας οδηγεί στο συμπέρασμα πως αυτά τα θραύσματα έχουν μία πιο βασική πηγή τροφοδοσίας ενώ οι γρανίτες μία πιο όξινη. Συνθέτοντας και αναλύοντας ιζηματολογικά, παλαιορευματικά, βιοστρωματογραφικά, πετρογραφικά και ορυκτοχημικά δεδομένα, παρατηρήθηκε πώς η εξέλιξη της λεκάνης οπισθοχώρας της Ιονίου στο ΒΔ Ιόνιο ρυθμίζεται από τους εξής παράγοντες: 1. Εσωτερική Ιόνιος επώθηση: Η λειτουργία της εσωτερικής Ιονίου επώθησης αποτέλεσε καθοριστικό παράγοντα στην εξέληση της λεκάνης στην περιοχή μελέτης, καθώς η λειτουργεία της τροφοδότησε με την σειρά της την λειτουργία της μεσαίας Ιονίου καθώς και της Ιονίου επώθησης. 2. Επώθηση της μεσαίας Ιονίου: Η λειτουργία της επώθησης της μεσαίας Ιονίου αποτελεί ένα από τους πρωταρχικούς παράγοντες που ρυθμίζει τον τύπο της λεκάνης (τουλάχιστον στα αρχικά στάδια εξέλιξης της), καθώς με την δράση της τροφοδοτεί με ιζήματα την λεκάνη που σχηματίζεται μπροστά από αυτή. 3. Επώθηση της Ιονίου: Η δράση της αποτελεί καθοριστικό παράγοντα για την μορφή της λεκάνης αλλά και του αναγλύφου της περιοχής καθώς με τη δράση της άλλαξε ριζικά τον τύπο της λεκάνης ιζηματογένεσης και δημιούργησε νέες πηγές τροφοδοσίας όπως φανερώνεται από τα παλαιορευματικά δεδομένα. 4. Οριζόντια ρήγματα: Τα ρήγματα του Borsh Khardhiqit, της βόρειας Κέρκυρας αλλά και μικρότερα οριζόντια ρήγματα στο εσωτερικό της λεκάνης φαίνεται να λειτουργούν ως αγωγοί ιζημάτων από τα ανάντη προς τα κατάντη, επηρεάζοντας έτσι και το ανάγλυφο της λεκάνης. Κατά το Ανώτερο έως Ανώτατο Ολιγόκαινο η περιοχή μελέτης αποτελούσε τμήμα της λεκάνης προχώρας της μεσαίας Ιονίου επώθησης, με τροφοδοσία ιζημάτων από τα ανατολικά. Η πετρογραφική ανάλυση που έγινε σε ιζήματα της περιοχής μελέτης, δείχνει ότι έχουν μία πολυποίκιλη σύσταση που οδηγεί στο συμπέρασμα πως τμήμα αυτών των ιζημάτων μεταφέρθηκε από περιοχές με πετρώματα όξινης αλλά και πιο βασικής σύστασης, ενώ πηγή τροφοδοσίας αποτέλεσαν και πετρώματα με ασβεστολιθική σύσταση. Σύμφωνα με την ορυκτοχημική ανάλυση που έγινε σε δείγματα από την περιοχή μελέτης, πηγές τροφοδοσίας μπορούν να θεωρηθούν η Πελαγονική ζώνη, η Σερβομακεδονική μάζα, τα οφιολιθικά συμπλέγματα της Πίνδου, Voskopoja καθώς και η ευρύτερη περιοχή της ΒΔ Ελλάδας. Η δράση της Ιονίου επώθησης ξεκινάει κατά το Ολιγόκαινο και διάρκησε για πάνω από 15,5 εκατομμύρια χρόνια, ενώ η ιζηματογένεση ξεκίνησε κατά το ανώτερο Ολιγόκαινο και διάρκησε για 12,43 εκατομμύρια χρόνια (Makrodimitras et al, 2010). Σε αυτήν την περίοδο η δράση της Ιονίου επώθησης δεν είναι τόσο έντονη όσο η δράση της μεσαίας Ιόνιας επώθησης. Κατά την περίοδο Ανώτατο Ολιγόκαινο έως Κατώτερο Μειόκαινο η λεκάνη συνεχίζει να χαρακτηρίζεται ως λεκάνη προχώρας της Πίνδου. Μεταβαίνοντας στο κατώτερο Μειόκαινο, η δράση της Ιονίου επώθησης γίνεται πιο έντονη, με αποτέλεσμα η λεκάνη να τροφοδοτείται με μεγαλύτερους ρυθμούς από τα δυτικά. Αποτέλεσμα αυτής της δράσης είναι να δημιουργούνται ολισθήσεις ιζημάτων στην κατωφέρεια, από τα δυτικά προς τα ανατολικά. Το γεγονός αυτό επιβεβαιώνεται από την παρουσία δύο οριζόντων ολισθοστρωμάτων στην Ερείκουσσα. Στο Κατώτερο Μειόκαινο η δράση της Ιονίου επώθησης έχει ως αποτέλεσμα την παραμόρφωση τμήματος της ανώτερης κατωφέρειας (Μαθράκι). Η τροφοδοσία σε ιζήματα από τα δυτικά είναι πιο έντονη από κάθε άλλη περίοδο. Η λεκάνη μετατρέπεται σε λεκάνη οπισθοχώρας της Ιονίου επώθησης. Κατά το Μέσο έως Ανώτατο Μειόκαινο δρα η Ιόνιος επώθηση, δομώντας τη λεκάνη οπισθοχώρας σχεδόν με τη μορφή που έχει σήμερα, έως το τέλος του Μειόκαινου. Τέλος κατά το Πλειόκαινο η λεκάνη οπισθοχώρας γεμίζει με νεότερα ιζήματα πάχους έως και 2 χιλιόμετρα (Monopolis and Bruneton, 1981). Η περιοχή μελέτης παρουσιάζει εξαιρετικό ενδιαφέρον για περαιτέρω έρευνα στην κατεύθυνση της εξεύρεσης υγρών ή/και αερίων υδρογονανθράκων σε τρεις επιμέρους περιοχές, βόρεια του ρήγματος Borsh-Khardhiqit, τη λεκάνη οπισθοχώρας ανατολικά της Ιονίου επώθησης και τη λεκάνη προχώρας δυτικά της Ιονίου επώθησης. Είναι προφανές πως πριν προχωρήσουμε σε εκτέλεση γεωτρήσεων απαιτούνται πολλές και στις τρεις περιοχές σεισμικές τομές έτσι ώστε να επαληθευτούν τα μοντέλα ιζηματογένεσης και οι δομές που πιστεύεται ότι επηρεάζουν τις περιοχές αυτές. Με βάση όμως τα μέχρι τώρα υπάρχοντα στοιχεία οι τρεις πιο ενδιαφέρουσες θέσεις για τις τρεις παραπάνω περιοχές είναι: (1) βόρεια του ρήγματος Borsh-Khardhiqit κυρίως λόγω του μεγάλου πάχος των μεταλπικών ιζημάτων, (2) τη λεκάνη οπισθοχώρας της Ιονίου επώθησης με ιδιαίτερο ενδιαφέρον στα σημεία όπου η λεκάνη παρουσιάζει μέγιστο πάχος ιζημάτων και (3) τη λεκάνη προχώρας της Ιονίου επώθησης, όπου δίνονται δύο θέσεις η μία εκ των οποίων εστιάζει στην Απούλια πλατφόρμα και η δεύτερη στα μεταλπικά ιζήματα κοντά στην ιόνια επώθηση. / The study area (Diapondia islands - Ereikoussa, Othonoi and Mathraki) is extended in the North-Western area of Greece and is located between latitude 37ο 75΄ and 39ο 89΄ N and longitude 19ο 37΄ and 19ο 60΄ E. The aim of this thesis is the detailed study of the sedimentary rocks deposited on Diapondia Islands during the Late Oligocene to Early Miocene. Sediments consist of slope, chanel and olistostrome deposits. Study was realized by combining both field and laboratory data that included: detailed sedimentological and tectonic analysis, organic geochemical research, porosity and permeablility assesments, age determination, petrographic and mineral-chemistry research, grain-size statistics and hydraulic parameters determination. The main objectives of the thesis are the certain classification of the system, the palaiogeographic reconstruction of Diapondia Islands and the Northwestern part of the Ionian Sea region, the correlation of Diapondia Islands basin with the Durres basin in Albania where the exploration of hydrocarbons is on advanced level, and the exploration of possible generation, existence and preservation of hydrocarbons. Depositional enviroments Outcrops of deep-water sediments were selected for study on Diapondia islands. Due to scarcity of the outcrops, the studied outcrops were restricted across the three island coastlines. The lithilogical units were described in terms of colour, texture, thickness grain size and sedimentary structures. The terminology of Pickering et al. (1986) were used for the general description of sedimentary facies. Walker (1965, 1967), Hubert (1967), Nardin et al. (1979), Hamblin and Walker (1979), Lowe (1982), Aigner and Reineck (1983), Piper et al. (1985), Postma (1986), Shanmugam (2000), Stow and Johansson (2000) works were used to infer the flow types during the deposition. During the time interval (NP23-NN9) the study area was characterized by the deposition of slope. The flow types that controlled the depositional processes of slope were low-density turbidity currents. Among these deposits 2 olisthostrome horizons detected as a result of the Ionian thrust activity to the west part of the studied area. (Makrodimitras et al. 2009). According to this classification, the studied area consists of slope, channel and olistostrome deposits. Grain-size statistical and hydraulic parameters determination In order to determine the grain-size statistical and hydraulic parameters thirty-two (32) thin sections were cut perpendicular to bedding and essentially nandomly oriented relative to flow direction. Samples were selected in order to cover both the entire stratigraphic successions were point counted for grain size, using a standard grid technique with an optical microscope and a digital point counting system that automatically recorded grain lengths on a PC (Johnson, 1994). The data obtained from this study suggest that the samples consist of very-fine grained sandstones, are characterized by very poor to very good shorting, while their greater part consists of poor and fair sorting sandstones. Moreover, derived from low density turbidity currents. Age determination The age determination of the studied sedimentary rocks was based on the calcareous nannofossils biostratigraphy method as described by Perch-Nielsen (1985) and Young (1998), while the results were based on Martini (1971) bio-zones. The remarked in situ nannofossil species in the association suggest that the sedimentation in the studied area occurred during the Late Oligocene (NP23) to Early Miocene (NN8-9) time. The age of the sediments in the area under study (external part of Pindos foreland), is younger than the other parts situated eastwards, either in the middle or in the internal parts of the Pindos foreland, showing the internal thrusting activity influence on the depositional conditions. The presence of slump horizons in Erikoussa island (Late Oligocene-Early Miocene) and the highly deformed deposits in Mathraki island, overthrusting Triassic evaporites, indicate that Ionian thrust activity started in the end of Oligocene and caused deformation and slumping of the turbiditic sequences. Taking into account that Ionian thrust activity in Zakynthos Island took place during early Pliocene, the different time activities of the different parts of the Ionian thrust could be indicated. These parts are bounded by strike-slip faults and the oldest activity is manifested northwards whereas the younger is shifted southwards. The studied area, with the three islands, changed from a foreland basin that formed in response to the middle Ionian thrust activity, to a piggy back basin, as it is situated on the hangingwall of the active Ionian thrust, after Late Miocene, and when tectonic activity migrated westwards. This piggy-back basin remains unchanged nowadays, whereas the new foreland basin, the Ionian foreland, is situated in the footwall of the Ionian thrust. (Makrodimitras et. al., 2009). Palaeocurrent analysis In order to estimate the flow direction, palaeocurrent data were collected from outcrops. The paleocurrents were derived from flute marks, as they provide the best estimate of the mean flow directions. The number of measurements from each outcrop ranges from 10 to 17 and they are plotted in rose diagrams showing two main palaeocurrent directions with W and E trend. The absense of NNW trending faults inside the basin does not affect the movement of the currents, instead of the horizontal faults. Organic geochemical research Sixty-six samples (66=15+51) from Late Oligocene to Early Miocene turbidite and shelf deposits were selected from the Diapondia Islands in order to determine the quantity and quality of the organic matter in each one. For the first 15 samples, the total organic content was determined using a LECO C-230 carbon determination, while the quality of the organic matter was evaluated using a common programmed temperature pyrolysis method, Rock-Eval 6 pyrolysis by BASELINE RESOLUTION INCORPORATION (BRILABS). For the rest 51 samples, the total organic content was determined using RE2/TOC V1-4 carbon determinator by Vinci Corporation, while the quality of the organic matter was determined using a common programmed temperature pyrolysis method, Rock-Eval 2 pyrolysis by Mineral Resources Engineering Department of the Technical University of Crete, Laboratory of PVT and Core Analysis. The selected samples correspond to slope, and cover both the lateral evolution of the sedimentary units and the entire stratigraphic succession at the study area. The results obtained from the research suggest that studied samples have poor to excellent source rock potential, while the shales of the Diapondia Islands sedimentary rocks can be classified principally as secondary source rocks with potential to generate gas. Moreover, in the majority of the samples the organic matter is composed of Type III kerogen, suitable for gas production, while organic mater composed of Type II has been investigated in a few samples, that is suitable for oil production (usually to the sea). Only one sample is composed of Type IV kerogen that is not suitable for oil or gas production. This conclusion is not valid due to low accuracy of the OI measurement. This anomalously high OI value is due to the generation of inorganic carbon dioxide from coarbonate below the maximum trapping temperature of 390oC and is derived by impurities, solid solution and pyrolitic generation of organic acids. Finally, studied clays are in an other immature/post-mature oil stage. The thermal maturity study requires geochemical measurements such as spore-color index and biomarker parameters. Thus, this research work provide a first approach in the thermal maturity of the Late Oligocene-Early Miocene sediments. Mineral-chemistry research The purpose of this study is to find a more specific provenance of the Late Oligocene-Early Miocene slope deposits on Diapondia Islands, NW Greece. Ten (10) samples were collected, prepared and examined under the scanning electron microscope. Sample selection for modal analysis was realized in order to cover both the entire stratigraphic succession of the study area and the lateral evolution of the sedimentary units. Mineral-chemistry data suggest that the analyzed spinel crystals have similar constitution with those of the ophiolithic cluster of Pindos or Voskopoja in Albania. In the HEY (1954) diagram of classification, most chlorite crystals seem to be rich in iron that emanates from diagenetic origin material. The muscovite crystals have a very high feggitic molecule, which means that they come from a region with very high metamorphic rocks, such as the Pelagonic zone and the Serbomacedonian mass. The tourmalines emanate from rich Fe3+, quartz-tourmaline, and garnet rocks. The data are similar with other analyses from the ophiolithic cluster Vardos in Chalkidiki. A small number of epidote crystals seem to come from Koziaka. The crystals has been deposited to the study area via large and small horizontal faults in North-west Greece. Petrographical research The purpose of this study is to assess the provenance of the Late Oligocene-Early Miocene slope deposits on Diapondia Islands, NW Greece. Thirty-two (32) samples were collected, prepared, and examined under the polarizing microscope. Framework mineral composition (modal analysis) was quantified using a point-counting method of Gazzi-Dickinson, as described by Ingersoll et al. (1984). Sample selection for modal analysis was realized in order to cover both the entire stratigraphic succession of the study area and the lateral evolution of the sedimentary units. Microscopic investigations of selected samples of the Diapondia Islands showed that the sandstones are chiefly litharenites while a few samples cluster in the feldspathic litharenites and sub-litharenites field. The sandstones are composed composed of three compnents: framework grains, cementing materials and pores. The framework grains are mainly quartz but also contain significant amount of feldspar and rock fragments. Petrographic data suggest that metamorphic, sedimentary and plutonic igneous rocks in a recycled orogen enviroment were the most important source rocks for the studied sediments. The presence of polycrystalline quartz grains of both metamorphic and igneous origin in association with the presence of igneous, metamorphic and sedimentary clasts, within the sandstones, and the limited occurrence of volcanic fragments, suggest igneous, metamorphic and sedimentary sources with no or little contribution from magmatic sources. Porosity and permeability assessment The determination of porosity and permeability was based on the “mercury porosimetry technique” as has been described by Katz and Thomson (1986, 1987). Thirty samples were selected in order to cover both lateral evolution of the sedimentary units and the entire stratigraphic succession at the study area, while the analysis was realized at the Institute of Chemical Engineering and High Temperature Chemical Processes (ICE-HT), Patras, Greece. The data obtained by this technique suggest that nineteen (19) of the sandstone samples have from fair to good porosity and only six (6) samples have fair to good permeability. Combining both parameters, sandstones from Diapondia islands, only a few sandstone deposits could constitute remarkable reservoirs. Palaeogeographic reconstruction Field, geochemical and petrographic data realized in the study area suggest that the sedimentation in Diapondia Islands basin is characterized by fine-grained sediments with channelized sandstone intercalations. These deposits are interpreted as slope, channel and olistholite deposits accumulated in the external Pindos foreland, resulted from the segmentation of the Pindos foreland basin due to internal thrusting during Oligocene, which migrated in a westward direction (Underhill 1985; 1989, Clews 1989, Alexander et al. 1990, Avramidis 1999). According to Makrodimitras and Zelilidis (2009) the sedimentation was continuous in the studied part of the foreland basin, before the Ionian thrust activity. Due to the Ionian thrust activity the western part of the area was uplifted and the deformation of turbiditic sequence was started. Especially, in Mathraki Island the whole sedimentary sequence has strongly deformed, whereas in Erikousa Island two olistholite horizons were produced, the lower one up to 5m thick and 70m long, and the upper one, up to 10m thick and more than 100m long. Both olistolite horizons show an eastward thinning trend, and consist of thick sandstone clasts. In Mathraki Island the strongly deformed sedimentary sequence is in contact with Triassic evaporates, that came up due to Ionian thrust activity, whereas in Othoni Island Mesozoic limestones outcropped. Paleocurrent analysis shows both N-S and an E-W trend, indicating the Ionian thrust activity influence on depositional conditions. The source of the sediments according the mineral-chemistry and petrographical research, seems to be eastern. This source includes regions of Greece and Albania with ophiolite complexes (Voskopoja, Pindos and Koziakas), the plutotine of Varnounda-Kastoria, and zones of the North Greece (Pelagonian, Serbo-Macedonian zone). These regions served as the main sediment source for the studied deposits because of the minerals that were detected under the microscope. Probability of hydrocarbon fields The studied area provide an interest for further research for hydrocarbons in three regions: Northern of the Borsh-Khardhiqit fault, where the sediments are thick, to the piggy back basin where the sediments show maximum thickness, and to the foreland basin of the Ionian thrust, to the Apulian platform and to the metalpic sediments near the thrust. In order to start a drilling campaign in these three areas, more data are needed based on seismic sections to verify the structural and sedimentation models of the region.

Συστηματική ανάλυση διακλάσεων σε ψαμμιτικούς ορίζοντες στην ευρύτερη περιοχή της Ρουπακιάς Αχαΐας. Επίδραση καλύμματος Τριπόλεως Γαββρόβου σε συνδυασμό με την Ιόνια επώθηση και την κίνηση της ζώνης Πίνδου προς Δυσμάς. Φλυσχικά τεμάχη διατέμνονται από μικρο και μακρο ρωγματώσεις οφειλόμενες σε πεδία τάσεων εφελκυσμού / Systematic analysis of discontinuities in sandstone horizons in Greater Roupakias Achaia. Effect cover Tripoli Gavvrovou combined with Ionian overthrust and bustle of Pindos zone to the west. Flysch pieces dissected from micro and macro cracks due to tensile stress fields.

Οι Ελληνίδες αποτελούν τμήμα της ορογενετικής ζώνης Άλπεων-Ιμαλαΐων στην ανατολική Μεσόγειο και σχηματίζουν ένα οροκλινές που συνδέει τις Διναρίδες στο βορρά με τις Ανατολίδες/Ταυρίδες στα νοτιοανατολικά. Περιλαμβάνουν αρκετά ηπειρωτικά τεμάχη τα οποία συνενώθηκαν κατά τη σύγκρουση των πλακών της Ευρασίας και της Απούλιας στη διάρκεια του Ανώτερου Μεσοζωικού−Καινοζωικού. Η σύγκρουση αυτή ακολούθησε του κλεισίματος μιας σειράς παρεμβαλλόμενων Μεσοζωικών ωκεάνειων λεκανών. Τα υπολείμματα αυτών των ωκεάνειων λεκανών αντιπροσωπεύονται κυρίως από δύο στενές οφιολιθικές ζώνες γνωστές ως ζώνες ραφής της Πίνδου και του Βαρδάρη, οι οποίες διαιρούν τις Ελληνίδες στις: (1) Εξωτερικές Ζώνες, οι οποίες αντιπροσωπεύουν το συμπιεσμένο βόρειο περιθώριο της Απούλιας μικροπλάκας, (2) Εσωτερικές Ζώνες, που περιλαμβάνουν την Πελαγονική ζώνη και την Κυκλαδική μάζα και (3) την Οπισθοχώρα, η οποία αποτελείται από τη Σερβομακεδονική και τη Ροδοπική μάζα. Η παρούσα διατριβή εστιάζει στην περιοχή του νότιου και κεντρικού/ανατολικού Αιγαίου με σκοπό να μελετηθεί ο μηχανισμός εκταφιασμού των μεταμορφωμένων πετρωμάτων υψηλής πίεσης, ο ρόλος της συμπίεσης και του εφελκυσμού στην ορογενετική εξέλιξη των Ελληνίδων, η επίδραση των προϋπαρχόντων Μεσοζωικών δομών στην Καινοζωική παραμόρφωση καθώς και να κατανοηθεί καλύτερα η συσχέτιση μεταξύ Ελληνίδων και Ανατολίδων. Για να επιτευχθεί αυτό, η γεωλογική και τεκτονική χαρτογράφηση που πραγματοποιήθηκε, συνδυάστηκε με κινηματική και δομική ανάλυση, ανάλυση του πεδίου της παλαιοτάσης (ανάλυση των διδυμιών του ασβεστίτη, ανάλυση δεδομένων επίπεδου ρήγματος-γράμμωσης ολίσθησης), προσδιορισμό του ποσού της παραμόρφωσης, ανάλυση των κρυσταλλογραφικών c-αξόνων χαλαζία και προσδιορισμό του μέτρου της στροβίλισης. Οι παραπάνω αναλύσεις πραγματοποιήθηκαν στην κεντρική και δυτική Κρήτη καθώς και στα νησιά της Αμοργού και της Αστυπάλαιας. Στην κεντρική Κρήτη, η εξέλιξη των τεκτονικών παραθύρων ελέγχθηκε από δύο κύριες φάσεις συμπιεστικής παραμόρφωσης. Η πρώτη φάση (D1) σχετίζεται με το στάδιο του εκταφιασμού των πετρωμάτων υψηλής πίεσης που πραγματοποιήθηκε σε πλαστικές συνθήκες. ΒΒΔ-ΝΝΑ συμπίεση κατά τη διάρκεια της D1 προκάλεσε στις ανώτερες τεκτονικές ενότητες (ενότητες Τρίπολης, Πίνδου και Ανώτερη ενότητα) βράχυνση παράλληλη στη στρώση και στη φορά κίνησης και οδήγησε στην επάλληλη τοποθέτηση των καλυμμάτων μέσω επωθήσεων χαμηλής κλίσης. Συγχρόνως, ενδοηπειρωτική καταβύθιση οδήγησε σε μεταμόρφωση των κατώτερων τεκτονικών ενοτήτων (ενότητες Πλακωδών ασβεστόλιθων και Φυλλιτών-Χαλαζιτών) σε συνθήκες υψηλών πιέσεων, η οποία όμως δεν επηρέασε τα πιο εξωτερικά τμήματα των νότιων Ελληνίδων. Επακόλουθη πλαστική διαφυγή των πετρωμάτων υψηλής πίεσης προς την επιφάνεια χαρακτηριζόταν από προς τα κάτω αύξηση της παραμόρφωσης και προς τα επάνω αύξηση της συνιστώσας καθαρής διάτμησης. Η δεύτερη φάση (D2) σχετίζεται με εκταφιασμό υπό συνθήκες εύθραυστης παραμόρφωσης. Η D2 ελεγχόταν από μια ΒΒΑ-ΝΝΔ συμπίεση και περιελάμβανε πτύχωση σχετιζόμενη με επωθήσεις, σημαντική τεκτονική λεπίωση και σχηματισμό μιας μεσο-Μειοκαινικής λεκάνης. Η μεγαλύτερη από τις D2 επωθήσεις, η επώθηση Ψηλορείτη, κόβει όλη την επαλληλία των καλυμμάτων και το ίχνος της ακολουθεί μερικώς και επαναδραστηριοποιεί την D1 επαφή μεταξύ των ανώτερων και κατώτερων τεκτονικών ενοτήτων. Η ανύψωση του παραθύρου των Ταλαίων, συνοδεύτηκε από βαρυτικές ολισθήσεις των ανώτερων τεκτονικών ενοτήτων και από το σχηματισμό μιας επώθησης αναδυόμενης από σύγκλινο. Η κατάρρευση που έλαβε χώρα στα τελευταία στάδια της ορογένεσης συνέβαλε επίσης στη διεργασία του εκταφιασμού. Ως εκ τούτου, φαίνεται ότι τα πετρώματα υψηλής πίεσης της κεντρικής Κρήτης εκταφιάστηκαν υπό συνεχή συμπίεση και ότι ο ρόλος της διαστολής έχει υπερεκτιμηθεί. Η δομική διάρθρωση της δυτικής Κρήτης οφείλεται σε δύο συμπιεστικές φάσεις παραμόρφωσης τις οποίες ακολούθησε μια φάση διαστολής. Από το Ολιγόκαινο έως το Κατώτερο Μειόκαινο (D1 φάση), επωθήσεις με φορά κίνησης προς ΝΝΔ οδήγησαν στην επάλληλη τοποθέτηση σε εύθραυστες συνθήκες των ανώτερων τεκτονικών ενοτήτων (ενότητες Τρίπολης και Πίνδου) και σύγχρονη πλαστική λεπίωση σχετιζόμενη με τον εκταφιασμό των κατώτερων ενοτήτων υψηλών πιέσεων (ενότητες Πλακωδών ασβεστόλιθων, Τρυπαλίου και Φυλλιτών-Χαλαζιτών). Η κινηματική ανάλυση στη Φυλλιτική-Χαλαζιτική ενότητα φανερώνει μια προς νότο πλαστική φορά κίνησης που ακολουθήθηκε από μια γενικά ομοαξονική παραμόρφωση. Τα ίχνη στο χάρτη των D1 επωθήσεων ορίζουν μια προεκβολή η οποία περιορίζεται στα ανατολικά από μια εγκάρσια ζώνη (εγκάρσια ζώνη Ομαλού) ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης που βρίσκεται στο δυτικό περιθώριο του παραθύρου των Λευκών Ορέων. Στο ανατολικό σκέλος της προεκβολής, οι γραμμές ροής της L1 γράμμωσης που αναπτύσσεται επί μιας ήπιας κλίσης φολίωση στη Φυλλιτική-Χαλαζιτική ενότητα, χαρακτηρίζονται από μια δεξιόστροφη στροφή πλησίον της εγκάρσιας ζώνης. Αυτό υποδηλώνει ότι η εγκάρσια ζώνη είναι δυνατό να λειτούργησε ως ένα πλάγιο εμπόδιο στην προς νότο διαφυγή των πετρωμάτων της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής ενότητας. Η D2 φάση ελεγχόταν από μια γενική ΒΒΑ έως ΒΒΔ συμπίεση σε ένα καθεστώς παλαιοτάσης καθαρής έως διαγώνιας συμπίεσης. Η D2a φάση σχετίζεται με τον εκταφιασμό υπό εύθραυστες συνθήκες των ενοτήτων υψηλών πιέσεων και διαρκεί από το Μέσο έως το Ανώτερο Μειόκαινο. Η D2a παραμόρφωση περιελάμβανε πτύχωση σχετιζόμενη με επωθήσεις, λεπίωση και σχηματισμό μιας μέσο Μειοκαινικής λεκάνης επί επώθησης, η οποία προηγουμένως είχε περιγραφεί ως μια λεκάνη υπερκείμενη κανονικού ρήγματος αποκόλλησης. Οι F2a πτυχές χαρακτηρίζονται από μια κύρια ροπή προς Ν(ΝΑ) και ο προσανατολισμός των αρθρώσεών τους παρουσιάζει μια έντονη καμπύλωση από μια γενική Α-Δ διεύθυνση σε μια τοπική ΒΑ-ΝΔ διεύθυνση, η οποία απαντάται μόνο πλησίον της εγκάρσιας ζώνης. Στην τελευταία, η σύγχρονη δράση επωθητικών κινήσεων προς την προχώρα και ανάδρομων επωθήσεων, οδήγησαν στο σχηματισμό μιας pop-up δομής καθώς και μιας τριγωνικής ζώνης, στον πυρήνα της οποίας αναπτύσσεται μια άνω Μειοκαινική λεκάνη. Επιπλέον, η διεύθυνση των συμπιεστικών αξόνων (σ1) μέσα στην εγκάρσια ζώνη εκτρέπεται από τη γενική ΒΒΑ έως ΒΒΔ διεύθυνση προς μια τοπική (Δ)ΒΔ διεύθυνση, η οποία είναι κάθετη στην εγκάρσια ζώνη. Τα παραπάνω υποδηλώνουν ότι η εγκάρσια ζώνη Ομαλού θα πρέπει να έδρασε ως μια πλάγια επωθητική ράμπα στη διάρκεια της προς νότο κίνησης των πετρωμάτων υψηλής πίεσης, ενώ η μεγάλη κλίση της ράμπας ίσως αποτέλεσε εμπόδιο στην προς την προχώρα μεταφορά των πετρωμάτων της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής ενότητας. Η D2b φάση διήρκεσε από το Ανώτερο Μειόκαινο έως το Κατώτερο Πλειστόκαινο και περιελάμβανε πτύχωση σχετιζόμενη με επωθήσεις με ροπή προς ΝΔ και σύγχρονη αριστερόστροφη ρηγμάτωση με σημαντική συνιστώσα οριζόντιας μετατόπισης. Το πεδίο της παλαιοτάσης κατά τη D2b παραμόρφωση χαρακτηρίζεται από μια ΒΑ συτολή σε ένα καθεστώς καθαρής έως διαγώνιας συμπίεσης. Κατά τη διάρκεια του Πλειστόκαινου, η συμπίεση έδωσε τη θέση της σε (Δ)ΒΔ διαγώνιο έως καθαρό εφελκυσμό. Η κινηματική εξέλιξη των νότιων Ελληνίδων που περιγράφτηκε στη δυτική Κρήτη, φανερώνει ότι η ΒΑ διεύθυνσης εγκάρσια ζώνη η οποία σχετίζεται πιθανά με ένα προϋπάρχων Μεσοζωικό ρήγμα, είχε σημαντική επίδραση στην παραμόρφωση σε σταδιακά ανώτερα δομικά επίπεδα του φλοιού. Τα πετρώματα της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής ενότητας αποτελούν το σώμα μιας φλοιϊκής κλίμακας ζώνης διάτμησης που περιορίζεται στη βάση της από μια πλαστική επώθηση, την επώθηση Βάσης. Νέα δεδομένα του ποσού της παραμόρφωσης από την επωθητική ζώνη διάτμησης χρησιμοποιήθηκαν για να περιγραφεί η μεταβολή του ποσού της πλαστικής παραμόρφωσης ως προς τη δομική απόσταση (D) από την επώθηση Βάσης. Η δειγματοληψία πραγματοποιήθηκε κατά μήκος τριών τομών που διασχίζουν την κεντρική και δυτική Κρήτη. Η ελλειπτικότητα της παραμόρφωσης στις ΧΖ τομές (RXZ) υπολογίστηκε χρησιμοποιώντας τις μεθόδους θ-καμπύλης, μέσης έλλειψης αντικειμένου και μέσου ακτινικού μήκους. Όλες οι μέθοδοι έδωσαν παρόμοια αποτελέσματα. Βάσει των αποτελεσμάτων αυτών κατασκευάστηκαν τρία προφίλ του ποσού της παραμόρφωσης, τα οποία δείχνουν μια μη γραμμική αύξηση των RXZ τιμών προσεγγίζοντας την επώθηση Βάσης. Βάσει αυτών των προφίλ, εξήχθη μια εμπειρική λογαριθμική συνάρτηση της μορφής RXZ=α−βlnD, η οποία περιγράφει τη σχέση μεταξύ του RXZ και του D. Η παραμόρφωση τόσο στην κεντρική όσο και στη δυτική Κρήτη πραγματοποιήθηκε σε συνθήκες που προσεγγίζουν την επίπεδη παραμόρφωση αν και καταγράφονται και αποκλίσεις προς τα πεδία της σύσφιξης και της πλάτυνσης. Τα προφίλ της στροβίλισης πάνω από το επίπεδο της επώθησης Βάσης δείχνουν για τη δυτική Κρήτη μια προς τα κάτω αύξηση του κινηματικού αριθμού της στροβίλισης (Wm) από 0.5 σε 1 και για την κεντρική Κρήτη μια παραμόρφωση που κυριαρχείται από απλή διάτμηση με την παρουσία περιοχών μεγαλύτερης συνιστώσας καθαρής διάτμησης. Για τη Φυλλιτική-Χαλαζιτική ενότητα, υπολογίστηκε μια επιμήκυνση παράλληλα στη διεύθυνση κίνησης της τάξης του 20−110%, υποδηλώνοντας ότι ο σχηματισμός και εκταφιασμός της ελέγχθηκε από την προς νότο πλαστική διαφυγή. Στο κεντρικό Αιγαίο, το νησί της Αμοργού αποτελείται από δύο ενότητες πετρωμάτων υψηλής πίεσης, την πλούσια σε μάρμαρα ενότητα Αμοργού, η οποία συσχετίζεται με την ακολουθία του Μεσοζωικού επικαλύμματος της μάζας Menderes, και από την Κυκλαδική Κυανοσχιστολιθική ενότητα. Η τεκτονική έρευνα έδειξε ότι η παραμορφωτική ιστορία των πετρωμάτων υψηλής πίεσης της Αμοργού ελέγχθηκε κυρίως από άνω Ηωκαινικές−κάτω Μειοκαινικές πλαστικές έως εύθραυστες επωθητικές κινήσεις (D1−D3) που ακολουθήθηκαν από μέσο−άνω Μειοκαινικές διαγώνιες συμπιεστικές κινήσεις (D4−D5). Η D1 φάση προκάλεσε επώθηση σε πλαστικές συνθήκες της Κυκλαδικής Κυανοσχιστολιθικής ενότητας επί της ενότητας Αμοργού με αβέβαιη κινηματική, σύγχρονα με μεταμόρφωση στην κυανοσχιστολιθική φάση. Η προοδευτική παραμόρφωση υπό συνεχή ΒΔ-ΝΑ συμπίεση οδήγησε στο σχηματισμό μιας ακολουθίας επάλληλων επωθήσεων (D2/3) με φορά κίνησης προς ΒΔ. Αυτές χαρακτηρίζονται από μια στρωμάτωση των ρηξιγενών πετρωμάτων τους, με μυλωνιτικές ζώνες (D2) που δίνουν τη θέση τους προς τα κάτω σε κατακλαστικές ζώνες (D3). Ο παραλληλισμός μεταξύ των γραμμώσεων ολίσθησης και των μυλωνιτικών L2 γραμμώσεων στις D2/3 επωθητικές ζώνες, δείχνει μια σταθερή κινηματική από πλαστικές έως εύθραυστες συνθήκες. Οι πλαστικές D2 επωθητικές κινήσεις που ήταν σύγχρονες με την ανάδρομη μεταμόρφωση στην πρασινοσχιστολιθική φάση, συνοδεύτηκαν από μεγάλης κλίμακας θηκόσχημη πτύχωση κατά τη διάρκεια παραμόρφωσης που κυριαρχείται από σύσφιξη και καθαρή διάτμηση. Οι εύθραυστες D3 επωθήσεις σχετίζονταν με το σχηματισμό F3 πτυχών με ροπή προς ΒΔ και οι οποίες διευθύνονται σε μεγάλη γωνία ως προς τη φορά κίνησης. Η ορθογώνια συστολή έδωσε τη θέση της σε διαγώνια συμπίεση κατά τη διάρκεια της οποίας η διεύθυνση συμπίεσης άλλαξε από ΒΔ-ΝΑ (D4) σε BA-NΔ (D5). ΒΔ-ΝΑ καθαρή διαστολή που έλαβε χώρα πίσω από το τόξο (D6) φαίνεται να εδραιώθηκε μετά το Ανώτερο Μειόκαινο ενώ τα μεγάλης κλίσης κανονικά ρήγματα που σχηματίστηκαν σε αυτή επηρέασαν τα πετρώματα υψηλής πίεσης αφού αυτά είχαν ήδη φτάσει στα ανώτερα δομικά επίπεδα του φλοιού. Έτσι, προτείνεται ένας συν-συμπιεστικός εκταφιασμός για τα πετρώματα υψηλής πίεσης της Αμοργού. Στο ανατολικό Αιγαίο, το νησί της Αστυπάλαιας αποτελείται από Κρητιδικά έως Ηωκαινικά ανθρακικά πετρώματα των οποίων υπέρκειται άνω Ηωκαινικός φλύσχης, η ενότητα Αστυπάλαιας που συσχετίζεται με την ακολουθία του Μεσοζωικού επικαλύμματος της μάζας Menderes και από τεκτονικά υπερκείμενα Ιουρασικά μάρμαρα, τα οποία θεωρούνται ως πλευρικό ισοδύναμο τμήματος των καλυμμάτων της Λυκίας. Η παραμορφωτική ιστορία της Αστυπάλαιας περιελάμβανε Ολιγοκαινικές−κάτω Μειοκαινικές επωθητικές κινήσεις (D1) που ακολουθήθηκαν από μέσο−άνω Μειοκαινικές πλάγιες συμπιεστικές κινήσεις (D2) η οποίες με τη σειρά τους έδωσαν τη θέση τους σε μετα-άνω Μειοκαινική διαστολή (D3,4). Η D1 φάση προκάλεσε επωθήση από πλαστικές έως εύθραυστες συνθήκες των Ιουρασικών μαρμάρων επί της ενότητας Αστυπάλαιας με φορά κίνησης προς ΒΔ, υπό συνεχή ΒΔ-ΝΑ συμπίεση. Η στρωμάτωση των ρηξιγενών πετρωμάτων με ένα μυλωνιτικό (D1a) ανώτερο και ένα κατακλαστικό (D1b) κατώτερο τμήμα, καθώς και ο παραλληλισμός μεταξύ των γραμμώσεων ολίσθησης και των μυλωνιτικών L1a γραμμώσεων στη ζώνη της D1 επώθησης, δείχνει μια σταθερή κινηματική από πλαστικές έως ευθραυστες συνθήκες. Στη βάση της επώθησης, οι εύθραυστες D1b επωθήσεις σχετίζονται με ΒΔ ροπής F1b πτυχές οι οποίες επαναπτυχώνουν τις ισοκλινείς F1a πτυχές. Η ορθογώνια συστολή έδωσε τη θέση της σε ΔΒΔ τρικλινική διαγώνια συμπίεση (D2) κατά τη διάρκεια της οποίας η παραμόρφωση διαμερίστηκε σε περιοχές που κυριαρχούνταν από ΒΑ συστολή και σε περιοχές με σημαντική συνιστώσα οριζόντιας μετατόπισης (ΒΔ φορά διάτμησης) κάθετα στη διεύθυνση συστολής. Διαγώνιος έως καθαρός εφελκυσμός διεύθυνσης Β-Ν (D3) φαίνεται να επηρέασε την περιοχή από το Πλειόκαινο και ακολουθήθηκε μετά το Μέσο Πλειστόκαινο από ΔΒΔ διαγώνιο εφελκυσμό που είναι πιθανά ενεργός έως σήμερα. Συνοψίζοντας, τα πετρώματα υψηλής πίεσης του νότιου και κεντρικού Αιγαίου εκταφιάστηκαν υπό συνεχή συστολή και χαρακτηρίζονταν από αντίθετη φορά κίνησης. Η παραμόρφωση πραγματοποιήθηκε υπό συμπίεση από το Ολιγόκαινο έως το Κατώτερο Πλειόκαινο (Αμοργός Αστυπάλαια) ή το Κατώτερο Πλειστόκαινο (Κρήτη) και η περιοχή επηρεάστηκε από διαγώνιο/καθαρό εφελκυσμό από το Πλειο-Πλειστόκαινο και μετά. Από τα παραπάνω συμπεραίνεται ότι ο ρόλος της διαστολής στον εκταφιασμό των πετρωμάτων υψηλής πίεσης και στην ορογενετική εξέλιξη του νότιου και κεντρικού/ανατολικού Αιγαίου φαίνεται να είναι υπερεκτιμημένος. / The Hellenides are part of the Alpine–Himalayan mountain chain in the eastern Mediterranean and form an orocline connecting the Dinarides to the north with the Anatolides/Taurides to the southeast. They comprise several continental fragments that were amalgamated by continent-continent collision between the Eurasian and Apulian plates during Late Mesozoic–Cenozoic times, following the obliteration of a series of intervening and interconnected Mesozoic ocean basins (Neo-Tethyan). The remnants of these ancient ocean basins are mainly represented by two narrow ophiolitic belts known as the Pindos and the Vardar sutures that divide the Hellenides into: (1) the External Zones, which represent the telescoped northern margin of the Apulia microcontinent; (2) the Internal Zones, which are built up by the Pelagonian zone and the Cycladic massif and (3) the Hellenic Hinterland, which is defined by the Serbomacedonian and the Rhodope massif. This dissertation concentrates in the area of southern and central/eastern Aegean in order to study the exhumation mechanism of high-pressure (HP) rocks, the role of compression and extension in the orogenic evolution of the Hellenides, the influence of pre-existing Mesozoic structures on the Cenozoic deformation pattern and to better understand the connection between the Hellenides and the Anatolides. To do so, geological and structural mapping were combined with kinematic, structural, paleostress (calcite twinning, fault-slip data), strain, petrofabric and vorticity analyses, carried out on central and western Crete island as well as on Amorgos and Astypalea islands. In central Crete, the evolution of windows was controlled by two main contractional phases of deformation. The first phase (D1) was related to the ductile-stage of exhumation. NNW-SSE compression during D1 caused layer- and transport-parallel shortening in the upper thrust sheets (Tripolitsa, Pindos and Uppermost units), resulting in nappe stacking via low-angle thrusting. Synchronously, intracontinental subduction led to HP metamorphism of the lower tectonic units (Plattenkalk and Phyllite-Quartzite units), which, however, did not affect the most external parts of the southern Hellenides. Subsequent upward ductile extrusion of HP-rocks was characterized by both down-section increase of strain and up-section increase of the pure shear component. The second phase (D2) was associated with the brittle-stage of exhumation. D2 was governed by NNE-SSW compression and involved conspicuous thrust-related folding, considerable tectonic imbrication and formation of a Middle Miocene basin. The major D2-related Psiloritis thrust, crosscuts the entire nappe pile and its trajectory partially follows and reworks the D1-related contact between upper and lower (HP) tectonic units. Eduction and doming of the Talea window, was accompanied by gravity sliding of the upper thrust sheets and by out-of-the syncline thrusting. Late-orogenic collapse also contributed to the exhumation process. Therefore, it seems that the HP-rocks of central Crete were exhumed under continuous compression and that the role of extension was previously overestimated. The structural architecture of western Crete was mainly established by two contractional deformation phases followed by an extensional phase. SSW-directed thrusting from Oligocene to Lower Miocene times (D1 phase) led to brittle stacking of the upper thrust sheets (Tripolitsa and Pindos units) and concomitant ductile exhumation-related imbrication of the lower HP tectonic units (Phyllite-Quartzite, Tripali and Plattenkalk units). Kinematic analysis in the Phyllite-Quartzite unit reveals a main southward ductile transport followed by late bulk coaxial deformation. Structural trends of ductile D1 thrusts define a salient bounded to the east by a NE-trending transverse zone (Omalos transverse zone) situated in the western margin of the Lefka Ori window. At the eastern limb of the salient, the trajectories of L1 stretching lineation formed on a gently dipping S1 foliation in the Phyllite-Quartzite unit, show a clockwise rotation with proximity to the transverse zone. This suggests that the latter might have acted as an oblique buttress against the southward extruding Phyllite-Quartzite unit rocks. D2 phase was governed by regional NNE to NNW compression related to a pure compressive to transpressive paleostress regime and involved significant folding and out-of-sequence with respect to D1 thrusting. The early D2a phase is related to the brittle-stage of exhumation of the HP-units and spans from Middle to Upper Miocene. D2a deformation involved thrust-related folding, tectonic imbrication and the formation of a Middle Miocene thrust-top basin, previously described as a supradetachment basin. The F2a folds are characterized by a predominant S(SE)-vergence and show a pronounced curvature of their hinge orientations from a regional E-W to a local NE-SW trend only present close to the transverse zone. In the latter, combined forward-directed imbricate thrusting and backthrusting led to the development of a major pop-up structure and a triangle zone, the latter cored by an Upper Miocene basin. Moreover, the trend of compression axes within the transverse zone are deflected from the regional NNE to NNW orientation to a local (W)NW orientation, which is perpendicular to the transverse zone. These findings suggest that the Omalos transverse zone should have served as an oblique ramp to the southward transport of HP-rocks, while the steep dip of the ramp may has impeded displacement of the Phyllite-Quartzite unit rocks up the ramp acting as a buttress to their foreland propagation. The D2b phase lasted from Upper Miocene to Lower Pleistocene and involved SW-directed thrust-related folding and synchronous sinistral strike-slip faulting. The D2b-related paleostress field is characterized by a NE compression orientation defining a pure compressive to transpressive regime. During Pleistocene, compression gave its place to (W)NW transtension/pure extension. The described kinematic evolution of southern Hellenides in western Crete reveals that the NE-trending transverse zone, which is possibly aligned with an inherited rift-related Mesozoic fault system, exerted significant control on the deformation pattern at progressively shallower crustal levels. The Phyllite-Quartzite unit rocks comprise the body of an extruded crustal scale shear zone confined at its base by a major ductile thrust, the Basal thrust. New finite strain data from the thrust-sense shear zone were used to describe the variation of ductile strain with structural distance (D) from the Basal thrust. Sampling was carried out along three traverses across central and western Crete. The strain ratio in XZ sections (RXZ) was obtained using the theta-curve, the mean object ellipse and the mean radial length methods. All methods give very consistent results. Based on these results, three strain profiles were constructed depicting a non-linear increase of RXZ values with proximity to the Basal thrust. Based on these profiles, an empirical logarithmic function of equation type RXZ=α−βlnD was obtained, describing the relationship between RXZ and D. Deformation in both central and western Crete occurred under approximately plane strain conditions, although deviations towards the fields of constriction and flattening have also been recorded. The vorticity profiles above the Basal thrust plane show a down section increase in the kinematic vorticity number (Wm) from 0.5 to 1 in western Crete and a simple shear-dominated deformation with the presence of local domains with a higher pure shear component in central Crete. A transport-parallel elongation of 20−110% has been estimated for the Phyllite-Quartzite unit, implying that S-directed extrusive flow controlled the formation and exhumation of the Phyllite-Quartzite thrust-sense shear zone. In central Aegean, the Cycladic island of Amorgos consists of two HP-units, the marble-rich Amorgos unit, which is correlated to the Mesozoic cover sequence of the Menderes massif, and the Cycladic Blueschist unit. The field-based structural study shows that the deformation history of the Amorgos HP-rocks was principally governed by Upper Eocene−Lower Miocene ductile to brittle thrusting (D1−D3) followed by Middle−Upper Miocene oblique contractional movements (D4−D5). The D1 phase caused syn-blueschist-facies ductile thrusting of the Cycladic Blueschist unit over the Amorgos unit, with ambiguous kinematics. Progressive deformation under continuous NW-SE compression produced a sequence of imbricate NW-directed thrusts (D2/3) characterized by a stratification of fault-related rocks, with mylonitic zones (D2) giving way downwards to cataclastic zones (D3). Parallelism between slickenside lineations and mylonitic L2 lineations in the D2/3 thrust zones, indicates a continuum of kinematics from ductile to brittle conditions. Ductile D2 thrusting synchronous to greenschist-facies retrogression, was accompanied by mega-sheath folding during constrictional and pure-shear dominated deformation. Brittle D3 thrusting was associated with NW-verging F3 folds trending at high-angle to the transport direction. Orthogonal contraction gave its place to transpression during which the compression orientation changed from NW-SE (D4) to NE-SW (D5). Back-arc related NW-SE pure extension (D6) seems to have been established in post-Upper Miocene times and related high-angle normal faulting affected HP-rocks only after they had already reached the uppermost crustal levels. Therefore, a syn-compressional exhumation process is favored for the HP-rocks of Amorgos island. In eastern Aegean, the island of Astypalea consists of Cretaceous to Eocene carbonate rocks capped by an Upper Eocene flysch, the Astypalea unit, which is correlated to the Mesozoic cover sequence of the Menderes massif and of tectonically overlying Jurassic marbles, which are considered as lateral equivalent of part the Lycian nappes. The deformation history of Astypalea was governed by Oligocene−Lower Miocene thrusting (D1) followed by Middle−Upper Miocene oblique contractional movements (D2) that in turn gave their place to post-Upper Miocene extension (D3, D4). The D1 phase caused NW-directed ductile to brittle thrusting of the Jurassic marbles over the Astypalea unit under continuous NW-SE compression. The stratification of fault-related rocks, with a mylonitic (D1a) upper and a cataclastic (D1b) lower part, as well as the parallelism between slickenside lineations and mylonitic L1a lineations in the D1 thrust zone, indicates a continuum of kinematics from ductile to brittle conditions. In the thrust zone footwall, brittle D1b thrusting was associated with NW-verging F1b folds that refold isoclinal F1a folds. Orthogonal contraction gave its place to WNW triclinic transpression (D2) during which deformation was partitioned in contraction-dominated (NE contraction) and wrench-dominated (NW-directed shearing) domains. N-S transtension to pure extension (D3) seems to have been established in Pliocene times and was followed by WNW transtension possibly active from post-Middle Pleistocene till present. Summarizing, the HP-rocks of southern and central Aegean were exhumed under continuous compression, albeit with opposite kinematics. Compression governed deformation throughout Oligocene to Lower Pliocene (Amorgos, Astypalea) or Lower Pleistocene (Crete) and the area was subjected to transtension/pure extension from Plio-Pleistocene onwards. Therefore, the role of extension in the exhumation of HP-rocks and the orogenic evolution of southern and central/eastern Aegean seems to be overestimated.